CN113419296A - 一种有效识别壳内熔融体的方法 - Google Patents
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Abstract
本发明公开了一种有效识别壳内熔融体的方法，包括构建岩石圈分层结构；测量岩石圈各结构层的大地热流值、岩石热导率、岩石放射性生热率，构建岩石圈热结构模型，通过地球物理探测法确定壳内低速体，并提取其空间分布特征；利用获得的壳内低速体结合岩石圈热结构模型，识别所述壳内低速体是否为壳内熔融体；本发明所述方法通过建立的热结构模型，为壳内低速体提供更加准确的温度参考依据，再联合区域构造背景，可以有效识别壳内熔融体，相比现有技术中的纯依据地震波在地壳内的传播速度变化探测得到的壳内低速体等效识别为壳内熔融体，更加准确有效，减少了非熔融体类型区的勘查损失，提高高温地热资源勘查准确率。
Description
技术领域
本发明涉及地热识别技术领域，尤其涉及一种有效识别壳内熔融体的方法。
背景技术
壳内熔融体是地热形成热量的重要来源，壳内熔融体代表了地壳内达到了较高的温度，使得岩石发生熔融，因此对壳内熔融体的探测是地热资源，尤其是高温地热资源的勘查关键。可以说找到了壳内熔融体，就找到了潜在的高温地热资源。
由于无法直接对壳内熔融体进行观测识别，目前对壳内熔融体的识别主要通过地球物理探测方法，主要包括地震波速及大地电磁探测这两种方法。
地震波速探测方法是基于岩石在高热流和地温梯度下容易发生脱水或部分熔融，使得岩石波速降低，因此将壳内的低速体等效为壳内熔融体，利用地震波在地壳内的传播速度变化，来判断可能的熔融情况。具体来说，假设熔融比例为
固态岩石弹性波速为Vs，熔融体波速为Vm，含熔融体岩石纵波波速为Vp,则可以推导出如下关系式：
由式(1)得到：
其中：A＝1/Vs，B＝(Vs-Vm)/VmVs。
从式(2)可知，当岩石中有熔融体时，地震波在其中的传播速度随熔融比例的增加呈倒数衰减，即波速越小，熔融比例越大。
地震波速探测观测证实，地热资源分布区的地壳内广泛发育低速体，我国陆区主要的地热资源分布区包括我国青藏高原及周缘地区、新生代火山区、华北平原、汾渭盆地和东南沿海地区等(陈墨香等，《中国地热资源—形成特点和潜力评估》，1994；王贵玲等，《中国地热资源现状及发展趋势》，2020)。其中华北平原地下15-25km存在横向不连续低速层(李松林等，《华北地区的地壳低速层》，2011)；五大连池火山、大同火山区具有明显低速异常(Li etal.,，《Crustal structure of mainland China from deep seismic soundingdata》，2006；殷伟伟等，《山西断陷带上地幔顶部Pn波速度结构与各向异性成像》，2020)。
然而这样存在的问题是对壳内低速体的地质属性可能有多种解释，而高温只是可能导致低速的原因之一，并不能够确定壳内的低速一定是熔融造成的。例如壳内低速体在中国大陆广泛分布于华北、华南及青藏高原等不同构造单元(周小鹏等，《探测壳内低速层的深地震测深方法及应用》，2015；Bao et al.，《Two crustal low-velocity channelsbeneath SE Tibet revealed by joint inversion of Rayleigh wave dispersion andreceiver function》，2015)，壳内低速体的成因可能是含流体的裂隙、壳内局部熔融、岩石矿物脱水等原因形成。因此壳内低速体无法判断是否确实为壳内熔融体。
最典型的案例是福建沿海地区，对于是否存在高温地热资源已争论多年。福建沿海发育的壳内低速体位于深部10-16km(廖其林等，《福州-泉州-汕头地区地壳结构的爆炸地震研究》，1988；熊绍柏等，《福建漳州地热田及其邻近地区的地壳深部构造特征》，1991)。多数学者(廖其林等，1988；黄晖等，《福建地区地壳上地幔S波速度结构与泊松比》，2010)认为壳内低速体是由于介质热状态发生变化引起壳内部分熔融所致，并提出福建沿海地块的壳内低速体分布方位与地震震中、地热异常区密切相关。然而近年来一系列观测对福建沿海地块的壳内低速体的部分熔融成因提出了异议。Zhou et al.(《Seismic imaging of amid-crustal low-velocity layer beneath the northern coast of the South ChinaSea and its tectonic implications》，2020)观测发现闵粤沿海的壳内低速体为近水平层状，认为低速体是古太平洋俯冲板片脱水流体在中地壳累积而成。王志洪和卢华夏(《闽东南中生代碰撞造山带的确认证据》，1997)则认为福建沿海的壳内低速体是造山带韧性剪切带的地球物理反映。Zhang et al.(《3-D Crustal Shear-Wave Velocity Structure ofthe Taiwan Strait and Fujian,SE China,Revealed by Ambient Noise Tomography》2018)认为政和-大浦断裂下方的壳内低速体可能与古洋盆残留有关，而漳州盆地和福州盆地下部的低速体可能由于相对较厚的沉积层厚度以及较高的热流。廖志杰(《福建无岩浆热源的深循环水热系统》，2012)认为低速体(层)分布如此稳定，应是铲状活动断裂的滑脱面，且中生代花岗岩至今也早已冷却凝固，并在此基础上认为，福建不存在岩浆热源的高温水热系统。可见，对于福建沿海壳内低速体的地质属性及成因尚未形成统一认识。因此，如果对于壳内熔融体的识别有误，可能会导致在壳内低速体区域投入大量人力物力勘查，但并不具备获得高温地热资源的条件。
此外，大地电磁探测方法也被用于识别壳内熔融体。研究表明，岩石的电性与环境温度紧密相关。岩石的电导率随温度的增加按指数增大，在温度接近岩石熔融温度时，岩石电导率将比常温下高3-5个数量级。然而低阻高导体的原因可能为局部熔融体、断裂破碎带充填高矿化度水溶液、金属矿物成分较高的岩矿石地质体等。低速体同样也存在多解性问题，即地球物理探测方法具有多解性，并不一定为熔融体所致。因此地球物理探测方法，无法有效准确识别出是否为局部熔融体。
发明内容
本发明针对目前的地球物理探测方法无法有效识别壳内熔融体这一技术问题，通过岩石圈分层结构分析和热结构研究，获取研究区深部温度分布规律，建立岩石圈热结构模型，结合地球物理探测得到的壳内低速体埋深所在深度，提取低速体所在深度区间的热结构，定量分析该深度区间的温度特征，阐述壳内低速体的热状态，联合区域构造背景，为壳内熔融体的识别提供温度参考，有效提高壳内熔融体的识别效率。
为实现上述的目的，本发明提供一种有效识别壳内熔融体的方法，包括以下步骤：
步骤1：开展野外构造调查，结合区域地球物理资料收集，构建岩石圈分层结构；
步骤2：测量岩石圈各结构层的大地热流值、岩石热导率、岩石放射性生热率，构建岩石圈热结构模型，由下式计算获得：
其中，Tz为深度z处的地温，T0为恒温带温度，q为分层结构中各层顶面的大地热流值，D为各结构层的厚度，k为岩石热导率，A为岩石放射性生热率；
步骤3：通过地球物理探测法确定壳内低速体，并提取其空间分布特征；
步骤4：利用步骤3中获得的壳内低速体结合步骤2中的岩石圈热结构模型，识别所述壳内低速体是否为壳内熔融体。
进一步地，所述野外构造调查包括对工作区出露地层的识别、主要断裂的产状测量与统计、断裂分布特征分析及脉体分布与充填特征分析。
进一步地，所述构建岩石圈分层结构包括依据波速、密度或者电阻值的变化，分出不同的地壳和地幔层位。
进一步地，所述岩石热导率由以下公式计算获得：
k(T,z)＝k0(1+cz)/[1+b(T-20)]
其中，k(T,z)是原位热导率值，k0是实验室室温条件下的热导率测定值，z是岩石样品所在的深度(km)，T是岩心的原位温度(K)，b、c分别为温度和压力效应系数，为常数。
进一步地，所述大地热流值由岩石热导率乘以对应的地温梯度确定。
进一步地，所述空间分布特征包括深度特征。
进一步地，利用步骤3中获得的壳内低速体结合步骤2中的岩石圈热结构模型，识别所述壳内低速体是否为壳内熔融体包括利于步骤3中得到的壳内低速体埋深所在深度，结合步骤2中建立的岩石圈热结构模型，提取该壳内低速体所在深度区间的热结构参数，定量分析该深度区间的温度特征，阐述壳内低速体的热状态，联合区域构造背景，识别壳内低速体是否为壳内熔融体。
进一步地，壳内低速体所在深度区间的热结构参数包括温度。
进一步地，所述联合区域构造背景包括结合壳内低速体所在深度通过静岩压力换算成压力参数。
进一步地，所述岩石放射性生热率通过采集岩石样品中天然放射性元素Th、U、K的含量获得。
本发明与现有技术相比，有益效果包括以下方面：
本申请通过地温测量、大地热流计算以及生热率分析建立热结构模型，再提取探测获得的壳内低速体所在的深度对应的温度情况，为壳内低速体提供更加准确的温度参考依据，再联合区域构造背景，可以有效识别壳内低速体是否为壳内熔融体，相比现有技术中的纯依据地震波在地壳内的传播速度变化探测得到的壳内低速体等效识别为壳内熔融体，更加准确有效，减少了非熔融体类型区的勘查损失，提高高温地热资源勘查准确率。
附图说明
图1为本发明所述的有效识别壳内熔融体的方法流程图。
具体实施方式
为了使本发明的目的、技术方案及优点更加清楚明白，以下结合附图，对本发明进行进一步详细说明。应当理解，此处所描述的具体实施方式仅仅用以解释本发明，并不用于限定本发明。
本实施提供的有效识别壳内熔融体的方法，包括以下步骤：
1、构建岩石圈分层结构
开展野外构造调查是构造岩石圈分层结构的基础。野外构造调查包括对工作区出露地层的识别、主要断裂的产状测量与统计、断裂分布特征分析及脉体分布与充填特征分析。通过构造调查可以认识工作区的大地构造背景，为后续构建岩石圈分层结构提供地质学支撑。岩石圈分层结构是指对岩石圈地壳(包括上、中、下地壳)和地幔的厚度进行划分并识别各层的岩性特征。由于无法直接观测岩石圈结构，通常是通过地球物理间接进行解译，利用波速、电磁等信息的突变来识别岩石圈的分层结构。
岩石圈的分层结构是热结构模型建立的基础，只有了解的实际工区的岩石圈分层结构，才能更为精确的建立热结构模型。岩石圈的分层结构由于构造条件的不同而各不相同，每个工作区都有自己特定的岩石圈分层结构，岩石圈分层结构分析为岩石圈热结构的建立提供了基础的框架，使得岩石圈不同圈层的热物性参数可以在框架中使用，以建立岩石圈热结构模型，分层的依据是波速、密度或者电阻值的变化，来分出不同的地壳和地幔层位。
2、构建岩石圈热结构模型
(1)计算大地热流值
通过工作区内深钻孔地温测量与岩石热导率测试，获取稳定井段的地温梯度值与相应岩石的热导率值，地温梯度可通过深钻孔地温曲线进行计算。利用岩石热导率乘以相应的地温梯度，来获得大地热流值。在此基础上，测定某一深度间距的地温梯度及相应结构层岩石的热导率即可确定岩石圈每一结构层的热流值。
岩石圈深部各结构层的岩石热导率通过采集的捕掳体样品利用热导率测量仪在实验室室温条件下测得。对于岩石主要是花岗岩、花岗闪长岩等低孔隙度岩石(孔隙度(＜2％))，孔隙度、含水量和压力对其热导率影响不大，因此温度对岩石热导率的影响可以采用关系式(3)获取岩石原位温度条件下的热导率值：
k(T,z)＝k0(1+cz)/[1+b(T-20)](3)
其中，k(T,z)是原位热导率值，k0是实验室室温条件下(设定20℃)的热导率测定值，z是岩石样品所在的深度(km)，T是岩石的原位温度(K)，b、c分别为温度和压力效应系数，为常数，具体地，对于上地壳，取温度效应系数b为1.5×10-3K-1；对于中下地壳取温度效应系数b为1.0×10-4K-1，而对于整个地壳，压力效应系数c都取值为1.5×10-3km-1。
(2)岩石圈热结构模型建立
建立热结构模型可以获得温度随深度的变化曲线，实现对岩石圈不同深度温度的测量。
岩石圈深部温度，可由一维稳态热传导公式进行计算：
其中Tz为深度z处的地温，T0为地表温度，一般为恒温带温度，q为分层结构中各层顶面的大地热流值，D为各结构层的厚度，k为岩石热导率，A为岩石放射性生热率。
岩石放射性生热率通过测定采集的岩石样品中天然放射性元素Th、U、K的含量，代入生热率的关系式(5)中进行计算：
A＝0.01ρ(9.52Cu+2.56CTh+3.48CK) (5)
其中，A为岩石放射性生热率(μW/m3)，ρ为岩石密度(g/cm3)，Cu、CTh、CK分别为岩石中U(μg/g)、Th(μg/g)、K(μg/g)的含量(wt％)。
3、提取壳内低速体的空间分布特征
通过地球物理探测法圈定探测结果中低波速的范围确定壳内低速体，并获取其空间分布，包括深度特征。
4、识别壳内熔融体
利于步骤3中得到的壳内低速体埋深所在深度，结合步骤2中建立的岩石圈热结构模型，提取该壳内低速体所在深度区间的热结构参数，定量分析该深度区间的温度特征，阐述壳内低速体的热状态，联合区域构造背景，识别壳内低速体是否为壳内熔融体。
具体地，壳内低速体所在深度区间的热结构参数包括温度，根据建立的岩石圈热结构模型获取该壳内低速体的温度，所述联合区域构造背景包括结合壳内低速体所在深度通过静岩压力来换算成压力参数。通常地质压力条件下，低速体如果达到600℃以上温度，则可认为其可能发生了熔融，该壳内低速体为壳内熔融体。
本申请所述方法相比纯地震波速测得的壳内低速体，可以在地震波速测得壳内低速体的基础上，对其进行二次判断，通过识别壳内低速体的温度特征，进一步提高壳内熔融体的识别的准确度和有效率，准确度高达90％以上。
以上对本发明的较佳实施例进行了描述。需要理解的是，本发明并不局限于上述特定实施方式，其中未尽详细描述的设备和结构应该理解为用本领域中的普通方式予以实施；任何熟悉本领域的技术人员，在不脱离本发明技术方案范围情况下，都可利用上述揭示的方法和技术内容对本发明技术方案做出许多可能的变动和修饰，或修改为等同变化的等效实施例，这并不影响本发明的实质内容。因此，凡是未脱离本发明技术方案的内容，依据本发明的技术实质对以上实施例所做的任何简单修改、等同变化及修饰，均仍属于本发明技术方案保护的范围内。
Claims (10)
1.一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于，包括以下步骤：
步骤1：开展野外构造调查，构建岩石圈分层结构；
步骤2：测量岩石圈各结构层的大地热流值、岩石热导率、岩石放射性生热率，构建岩石圈热结构模型，由下式计算获得：
其中，Tz为深度z处的地温，T0为恒温带温度，q为分层结构中各层顶面的大地热流值，D为各结构层的厚度，k为岩石热导率，A为岩石放射性生热率；
步骤3：通过地球物理探测法确定壳内低速体，并提取其空间分布特征；
步骤4：利用步骤3中获得的壳内低速体结合步骤2中的岩石圈热结构模型，识别所述壳内低速体是否为壳内熔融体。
2.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述野外构造调查包括对工作区出露地层的识别、主要断裂的产状测量与统计、断裂分布特征分析及脉体分布与充填特征分析。
3.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述构建岩石圈分层结构包括依据波速、密度或者电阻值的变化，分出不同的地壳和地幔层位。
4.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述岩石热导率由以下公式计算获得：
k(T,z)＝k0(1+cz)/[1+b(T-20)]
其中，k(T,z)是原位热导率值，k0是实验室室温条件下的热导率测定值，z是岩石样品所在的深度(km)，T是岩心的原位温度(K)，b、c分别为温度和压力效应系数，为常数。
5.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述大地热流值由岩石热导率乘以对应的地温梯度确定。
6.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述空间分布特征包括深度特征。
7.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：利用步骤3中获得的壳内低速体结合步骤2中的岩石圈热结构模型，识别所述壳内低速体是否为壳内熔融体包括利于步骤3中得到的壳内低速体埋深所在深度，结合步骤2中建立的岩石圈热结构模型，提取该壳内低速体所在深度区间的热结构参数，定量分析该深度区间的温度特征，阐述壳内低速体的热状态，联合区域构造背景，识别壳内低速体是否为壳内熔融体。
8.根据权利要求7所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：壳内低速体所在深度区间的热结构参数包括温度。
9.根据权利要求7所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述联合区域构造背景包括结合壳内低速体所在深度通过静岩压力换算成压力参数。
10.根据权利要求1所述的一种有效识别壳内熔融体的方法，其特征在于：所述岩石放射性生热率通过采集岩石样品中天然放射性元素Th、U、K的含量获得。
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